1.第四纪前的基底构造及演化
洞庭湖盆地为一成于燕山运动、延续于喜马拉雅运动断陷盆地。盆地东面为幕阜山隆起，西面为武陵隆起，北面为华容隆起，南西有雪峰隆起。在盆地形成之前，武陵期和雪峰期为本区最老的构造运动时期，形成了本区的褶皱基底。加里东期和印支期构造在本区表现为东部强烈挤压褶皱，西部强烈上升。华力西期在本区表现为升降运动。这些运动的叠加、改造为洞庭盆地的形成奠定了基础。
早白垩世是湖盆形成的初期阶段，形成了早白垩世的桃源山间盆地。该盆地晚期扩展至石门一带。中部目平湖-华容为区内隆起主体，东部岳阳-湘阴也有小块凹陷区的存在。当时气候炎热，形成了最大沉积厚度达2600m，表现为红色泥岩、粉砂岩、块状灰岩、含砾砂岩、砾岩、钙质砂岩等沉积物。其他广大地区仍为隆起剥蚀区。
中晚白垩世为湖盆发展扩大阶段。不均衡的上升和下降，盆地由西向东迁移，并逐步扩大，形成了由西向东的一系列凹陷，主要有安乡-汉寿凹陷，石门-澧县凹陷，沅江-湘阴凹陷，其中常德东部及桃源南部沉降最深，成为安乡-汉寿凹陷及整个洞庭湖盆地的沉降中心。石门-澧县凹陷的北部与江汉盆地直接沟通，西侧太阳山凸起与武陵隆起连成一体成为盆地西部屏障。南部沅江-湘阴凹陷向东扩展至宁乡、汨罗，向南扩展到益阳，其西与安乡-汉寿凹陷相互连通；东部大通湖—漉湖一线也有所沉降而接受沉积成为沅江-湘阴凹陷向北的扩大部分。在凹陷内沉积了上白垩统分水坳组和戴家坪组。凸起区由古生宇和元古宇地层组成。在这个时期，洞庭拗陷盆地基本形成。
早期喜马拉雅运动以断块运动为主。表现为第三纪凸起扩大，凹陷缩小，湖盆萎缩。至第三纪中期，西部凹陷区已退缩到常德-桃源一带，其他地区多隆升为陆地，安乡-汉寿凹陷抬升与原目平湖隆起连成一体，湖盆区东部、南部只在沅江、湘阴、汨罗一带接受沉积，其中沅江-湘阴凹陷为盆地的沉降中心，北部的澧县凹陷明显缩小，盆地西部边界明显东移，但仍与江汉盆地连通。到第三纪后期，湖区内地壳全面抬升，遭受强烈的风化剥蚀。洞庭湖盆地第一个大的沉降旋回到此结束。至新第三纪整个湖盆隆起成陆。从而整个洞庭盆地从白垩纪拗陷成湖至第三纪末隆起成陆地的第一个构造旋回结束。
洞庭湖盆地的周缘构造以断褶构造组合为特征，发育变质核杂岩，推覆构造和重力滑脱构造，由安化—益阳近北东东向断裂带和公田—长沙—衡山北北东向断裂带构成区内的断裂构造网络，其褶皱有北东东向、北北东向两组，一般为宽缓斜歪褶皱，常形成隔槽隔挡式组合。
2.第四纪洞庭湖盆的演化历史
（1）洞庭湖湖盆的演化
距今2.58～2.60 Ma第四纪初盆地区地壳又开始不均衡沉降，气候条件由炎热、干旱向温暖、潮湿转化。开始在湖盆区形成几个独立的小湖盆，即澧县湖盆、临澧湖盆、汉寿湖盆、沅江-湘阴湖盆，广兴洲湖盆，几个湖盆之间互不相连，有太阳山凸起，赤山凸起，华容凸起，明山-君山凸起。距今约2.4 Ma，各湖盆逐渐扩大到互相连通，同时也与江汉盆地发生了水力联系，湖盆总面积从5400km2扩大到9500km2。
距今约1.78 Ma，初始各湖盆进一步沉陷，范围扩大，气候条件明显转为温、湿。但仍间有寒冷、潮湿的气候段。之后由于地壳沉陷的加深、范围扩大，出现多次湖盆地地壳的升隆变化相应沉积了多层砂砾石与粘土沉积使原先的凸起区大大缩小，如赤山、明山、大乘寺、君山等成为湖中孤岛，西部临澧湖盆也扩大为广域湖盆，各凹陷湖盆均互相连接，成为广阔的洞庭湖盆地。湖盆中河流纵横，水系发育，湖中水流分别从华容隆起的东西两侧注入北部的江汉盆地。此时盆地区面积已达17500km2。
在距今0.78 Ma左右由于全球一次大的地球磁极性倒转，从松山反极性世转为布容正极性世，湖区经历了一个大的地壳隆升，造成在区内第四纪更新世早期与更新世中期的沉积的不连续性，在全区均出现了一个显著沉积地层的不整合接触，如长沙地区更新世早期汨罗组与更新世中期新开铺组的不连续沉积，形成汨罗组上部粘土层的大部分地区缺失（可能为隆升后期的冲刷剥蚀造成），更新世中期新开铺组底部沉积直接覆盖于更新世早期汨罗组中下部的砂砾石、砂之上，同时古地磁极性反映亦出现两个明显的反映，即更新世早期的负极性与更新世中期的正极性世，这在区内主要钻孔地层柱状上表现更明显。中部隆起区的赤山剖面上表现为更新世早期汨罗组上部出现冲蚀不平，更新世中期早时沉积新开铺组沉积不发育，仅有中下部部分沉积砂砾石。从测年资料亦表现为更新世早期的ESR为0.724 Ma，与上部更新世中期白沙井组底部ESR为距今0.496 Ma。其间20多万年仅沉积了新开铺组厚度仅1～2m的砂砾石。
距今0.78～0.128 Ma为第四纪更新世的中期，此时期湖盆由更新世中期早时的范围较小到中时逐步扩大，主要向南、向西扩展，原来各凸起区之间几乎全为湖盆所控制。尤其是南部的地壳沉降幅度大，仅北部广兴洲一带被抬升成陆不接受沉积，它与北部的华容隆起及东部北段幕阜隆起成为此时期的地壳上升区。到本时期中时湖泊范围达到16500km2，湖盆地区除太阳山、赤山、明山、大乘寺、桃花山、广兴洲为湖中岛屿，其他均为湖泊范围。
本时期晚时距今约0.28 Ma，湖盆地又开始缩小，西、南、东、北四面均出现抬升，原湖中岛屿又与周边隆起区连接，如太阳山成为武陵隆起的东延部分，赤山成为雪峰隆起向北延伸的半岛，华容桃花山向东与幕阜九岭隆起相接，湖盆总面积缩小到只有11000km2。虽然四水各河流仍较发育，主流线特征突出，但较其中时相比却逊色不少。此时湖中水流仍由华容隆起之东西侧流注江汉盆地。
距今0.128 Ma，进入第四纪更新世晚期，由于北半球气候环境的变化，末次冰期的到来，出现广泛的海退，海平面大幅度下降，大陆向海洋扩展，洞庭湖区受其影响，区域地面亦出现了不同程度的上升和下降变化，故各地区沉降幅度及沉积时段不一。在安乡-常德、万子湖-钱粮湖、沅江-益阳-湘阴、东洞庭湖、东部边缘，小河入湖口地带，北部澧阳平原地区等，有较大面积的存在。湖盆总面积为8000～10000km2。接受了相对寒冷干旱气候时段和相对温湿间冰阶时段的沉积泥沙，主要为褐黄土及砂层沉积。随着时间的推移，到本时期末区内地壳运动活跃，地面抬升断裂运动也频繁发生，如君山的隆起、湖东岸陡崖等的发生，最后湖区全部隆升成陆。第四纪时期以来的第一次湖进湖退发展历史也就结束了。
随着末次冰期的结束，大陆冰盖的消融，海平面逐渐回升，洞庭湖区湖域进退，湖河沉积发育状况及气候环境又进入一个新的发展历史阶段。距今11ka开始人类进入新石器时代，在洞庭湖区范围内，古人在广泛发育的河湖平原上生存，并随着河湖位置的变化而迁移。伴随湖区地壳缓慢的沉降，湖盆地在更新世晚期抬升剥蚀和局部沉降的基础上，一个新的湖泊扩张地质演变时期又在进行。
在距今11ka至（7.5～8）ka的第四纪全新世早时期水域主要分布在湖盆中部及四水河道的中下游，面积很小，约3000km2，湖泊为典型的过水型湖泊。澧水河由石门向东至澧县、津市，向南转向常德蒿子港后进入湖泊中心。沅水河西由常德至牛鼻滩、三仙湖进入东洞庭湖。资水与湘江此时在湖区内不甚发育，仅在其流入东洞庭湖的部位有小面积的水域分布。湖盆主体分布于牛鼻滩、三仙湖、大通湖、东洞庭湖，在广兴洲一带西部进入江汉盆地。
距今（8～7.5）至（3～2.5）ka是第四纪全新世中期，随着地壳升降运动，江汉盆地北掀南俯，气候以温暖潮湿为主，降水愈来愈丰富，大量水流进入洞庭湖盆，同时大陆冰盖消融使海平面全面回升，甚至在一些时间高于现今海平面，湖区范围逐步扩大。在西洞庭湖的澧县、津市、安乡、南县、汉寿，中洞庭湖的大通湖，东洞庭湖的岳阳、飘尾、广兴洲、鹿角，南洞庭湖的益阳、湘阴、沅江均为湖泊，广泛沉积了河湖泥沙、湖盆区内湖域面积达到5000～6000km2。
洞庭湖的发展进入到距今3～2.5ka以来的人类文明历史发展时期，自然的地质作用与人为的地质作用共同结果，使洞庭湖的演化开创了新的格局。
春秋战国至先秦汉晋时期公元前700年—公元400年，《汉书·地理志》写道“湘水北至下隽入江，沅水至益阳入江、资水东北至益阳入沅、澧水东至下隽入江”，为一幅四水交汇再入长江的河网交错的沉降平原地貌景观，此时期的洞庭湖只是一个方圆260 里的小湖，面积至多1000km2。当时长江还未形成主体分流水道，而以溃口漫溢进入洞庭湖盆地。到先秦汉晋时（距今2.2～1.6ka），洞庭湖北部下沉稍有扩大，澧水一支入江、一支入湖。至南朝时期（距今1.6～1.4ka），地壳沉降湖区扩展，不仅四水入湖，且长江水南注入湖之水大增，洞庭湖迅速扩大，《水经注》称“洞庭湖方圆500华里”，湘、资、沅、澧分别流注湖中。唐宋时期（距今1377～716 a）洞庭湖继续扩大向西至赤沙，南至青草，横亘七、八百里、烟波浩渺，号称八百里洞庭，由于持续的地壳下沉，洞庭湖的深度增大，《元和群县志》所述，岳州湘阴就有“夏秋水涨、深可数十尺”，这可能是洞庭湖在人类历史记载中水深最大值，此时长江分流的沧水仍入注洞庭，调弦口之水也入洞庭湖。明朝嘉靖到清朝道光期间，湖盆的进一步下沉，洞庭湖再向南、向西扩展，据道光《洞庭湖志》记载“洞庭湖东北属巴陵、龙阳、沅江带益阳而寰湘阴，凡四府一州九邑，横亘八、九百里，日月皆出没其中”。此时期洞庭湖湖域的面积可达6000km2。湘、资、沅、澧各河流出口均已退至湖盆地边缘。同时由于长江分流的多条水道也给洞庭湖增加了来水量。
据历史记载早在晋朝时约公元325年，已开始在江陵筑堤防水，并开始围垦造田，至南宋又大举筑堤围垦，唐宋时期荆江有九穴十三口分流江水，向南分流者五处、向北分流者八处，在泥沙逐渐淤塞的前提下于公元1542年，江北岸最后一口郝穴人工堵塞，统一的荆江大堤全面完成。由此。荆江结束了向南北两岸分流的历史，并开始仅向南岸分流。公元1570～1684年调弦口形成，公元1675～1679年太平口形成，藕池于公元1852年溃口，公元1860年成河，松滋口于公元1870年溃口，至公元1873年成河，至此长江向洞庭湖分洪四口形成。
洞庭湖在明末清初达到极盛时期，据1852年《洞庭湖志》附图计算，当时湖泊面积达6000km2，随着长江四口入湖，加上原四水入湖之水沙量剧增，大量泥沙沉淤湖底，洪道、三角洲、湖心洲滩发展迅速，湖底淤高。虽然，此时期地壳沉降仍在持续，但泥沙淤积的速度远远超过了沉降速度，加之大量的人工围垦造田蚕食湖域，使洞庭湖的面积、容积越来越小。公元1896年洞庭湖面积为5400km2，公元1932年为4700km2，公元1949年为4350km2，公元1998年为2579.3km2。
（2）第四纪洞庭湖盆地的断裂和升降活动分区
洞庭湖盆地的构造活动频繁，根据区域地质调查和第四系遥感综合解译资料，洞庭湖盆地存在三组第四系活动断裂。近南北向断裂主要发育有松滋-临澧-河洑断裂、洪湖-岳阳-湘阴断裂、监利-漉湖断裂、赤山东西侧断裂；在湘江下游还发育有控制现代水系的大托铺-长沙段湘江断裂，湘潭市易家湾-马家河断裂。北东、北东东向断裂主要有常德-周家店-渡口断裂；在长沙、湘潭两地还有学士桥-烈士公园断裂、田义岭-新开铺断裂、泉塘子-九华断裂带、峡山口-杨家桥活动断裂带、左培塘-下马咀活动断裂带、梅林桥-清水塘断裂带和石峰-罗正坝活动断裂带南段。北西向断裂发育有长阳-监利-路口断裂、南县-明山头断裂、长沙-益阳-常德断裂、湘潭姜畲-湘河口断裂。
洞庭湖盆由四条北东、北西向断裂所围限，相对于周边隆起而言，总体属于沉降区。盆地内部断裂发育，将盆地划分成若干个地块（或区域），在现今构造应力作用下，使其表现为不同程度的差异性升降。根据洞庭湖区构造活动特点、地层发育情况及遥感影像特征等，将全区划分为安乡-白马寺-东洞庭湖沉降区（Ⅰ）、官垸-华容上升区（Ⅱ）、太阳山-赤山上升区（Ⅲ）、岳阳-湘阴上升区（Ⅳ）及澧县-监利沉降区（Ⅴ）共五个一级升降区（图2-1）；在安乡白马寺-东洞庭湖沉降区（Ⅰ），河湖普遍表现为淤积型，根据不同地段沉降的幅度，又可划分出东洞庭湖（Ⅰ-1）和白马寺（Ⅰ-2）两个强沉降区；官垸-华容上升区（Ⅱ）河流普遍表现为冲刷型。